Kimberlitek

Az első kimberliteket Vanuxen írta le 1837-ben a New York állambeli Ithaca melletti Ludlowiville-ből; a kimberlit kifejezést azonban Lewis (1887) vezette be a dél-afrikai Kimberley területének gyémánttartalmú, porfirites csillámperidolitjainak leírására. A kimberlitek erősen magnéziumos (MgO > 25 tömegszázalék) magmás kőzetek, amelyek illékony anyagokban (víz, szén-dioxid és fluor) gazdagok, és rendellenesen magas elemtartalommal rendelkeznek, például K, Na, Ba, Ba, Sr, ritkaföldfémek, Ti, Zr, Nb és P tartalommal. Egyszerűbben fogalmazva, a kimberlitek olyan hibrid kőzetcsoportot alkotnak, amely az illékony anyagokban (főleg CO2-ben) gazdag káliumos, ultrabázikus kőzetek egy csoportját foglalja magában, és amely kifejezett inequigranuláris textúrát mutat, ami a finom szemcsés mátrixba ágyazott makrokristályok (és/vagy megakristályok) jelenlétéből ered.
A texturális, ásványtani, petrográfiai és geokémiai jellemzőik nagy változatossága miatt a kimberlitekre különböző definíciókat és osztályozásokat javasoltak.

A texturális és genetikai eltéréseken alapuló osztályozás:

Ez a Clement és Skinner, (1979) által javasolt modell a texturális jellemzőkre támaszkodva a kimberlit kőzetek három genetikai fáciesét azonosítja.
1) Kráter fáciesű kimberlit
2) Diatrém fáciesű kimberlit
3) Hipabyssal fáciesű kimberlit
♦ 1) Kráter fácies: Az el nem mállott kimberlit felszíni morfológiáját (1. ábra) egy akár 2 km átmérőjű kráter jellemzi, amelynek feneke 150-300 m-rel a felszín alatt lehet. A kráter általában középen a legmélyebb, és a kráter körül egy tufagyűrű található, amely a kráter átmérőjéhez képest viszonylag kicsi, általában 30 méternél kisebb. A kráterfácieseket piroklasztikus (kitörési erők hatására keletkezett) és epiklasztikus kőzetek (a piroklasztikus anyag fluviális alterációja) képviselik, és az üledékes (réteges) lerakódás különbözteti meg őket.

1. ábra: Kráterfáciesű kimberlit. Mitchell 1986 után módosítva.

A kráterfáciesű kimberlitekben két fő kőzetkategória található: piroklasztikus, azaz kitörési erők által lerakódott kőzetek; és epiklasztikus, azaz víz által átdolgozott kőzetek.
Pyroklasztikus kőzetek: Ezek a kőzetek a kráter körüli és a kráteren belüli tufagyűrűkben konzerválódva találhatók. A tufagyűrűk kis magasságúak. A tanzániai Igwissi Hills és a mali Kasami a jól megőrződött tufagyűrűkkel rendelkező csövek (2. ábra). Az üledékek általában rétegzettek, hólyagosak és karbonátosak. A kráteren belül megőrződött tufa lerakódások szintén ritkák; a tanzániai Igwissi-hegyi csöveket azonban megvizsgálták, és három különböző egységet tártak fel. Fentről lefelé haladva ezek a következők:

1. Lapilli és hamu méretű részecskék által meghatározott, jól rétegzett tufarétegek.
2. Gyengén rétegzett durva piroklasztikumok.
3. Bazális breccsák.
Epiklasztikus kőzetek: Ezek az üledékek a tufagyűrűből származó piroklasztikus anyag fluviális átdolgozását képviselik a diatréma tetején kialakult Kráter-tóban. Ezek összetettek, és átfedő alluviális legyezők sorozatára hasonlítanak, amelyekbe lakkos üledékek keverednek.

2. ábra: Igwisi Hills kimberlitkráter. A The earth story-ból.

♦ 2) Diatrém fácies: A kimberlit diatrem fáciesét a felszínen közel kör vagy elliptikus körvonalakkal rendelkező, répa alakú test és meredeken (80°-85°) lejtő falak jellemzik. Ezek a rétegek néha a 2 km-es mélységet is meghaladhatják. A diatrém fácieseket töredékes jelleg jellemzi, és a szögletes vagy gömbölyű (néhány centiméteres és szubmikroszkopikus méretű) országkőzetdarabok jelenléte különálló identitást kölcsönöz. Ezt a fácieset autolitok (a kimberlit korábbi generációinak lekerekített töredékei), pelletális lapillák (nagy kerekded vagy ellipszis alakú lapillák méretű klasztok, amelyeket egy nagy anéderes olivin vagy flogopit mag formájában képvisel) alkotják, amelyet optikailag felbonthatatlan mikro-fenokristály mátrix zár körül), töredezett köpeny-xenolitok, amelyeket az olivin-gránát, klinopiroxén és ilmenit diszkrét és töredezett szemcséi képviselnek, amelyek mikro-fenokristályokból és alapmasszából álló mágneses kristályosodási termékben helyezkednek el.
♦ 3) Hypabyssal facies: A hipabyssal fáciesű kimberlitek illékony anyagokban gazdag kimberlit magma kristályosodásával keletkezett kőzetek. Makroszkópikusan masszív kőzetek, amelyekben gyakran látható a makrokristályos olivin és más makrokristályok (ilmenit, flogopit, gránát). Mutatják a magmás textúrákat és a magmás differenciálódás hatásait. E fácies néhány jellegzetes texturális jellemzője a következő: 1. A piroklasztikus töredékek és textúrák hiánya, 2. A flogopit késői fázisú poikilitikus növekedésének jelenléte, 3. A kalcit és a szerpentin elkülönülésével járó szegregációs textúrák. 4. A mikrofenokristályok preferált orientációja által jelölt áramlási sávozás.

3. ábra: Egy idealizált kimberlitrendszer modellje, amely a hipabysszális, a diatrém és a kráterfácieseket szemlélteti. Mitchell (1986) munkájából.

Az izotópos összetételükben mutatkozó különbségek alapján Smith (1983) két csoportba sorolta a kimberliteket: I. és II. csoportú kimberlitek.
♦ I. csoportú kimberlitek: Az I. csoportba tartoznak a legklasszikusabb kimberlitek, amelyeket eredetileg bazaltos kimberliteknek neveztek: azaz ultrabázikus (SiO2 1), illóanyagokban (főleg CO2) gazdag kőzetek, amelyeket a magnéziumban gazdag ásványok, például olivin, ilmenit, piropikus gránát, változóan krómban gazdag diopszid piroxén, flogopit, enstatit és Ti-ban szegény krómit makro- és megakristályainak jelenléte jellemez, amelyek olivin, szerpentin, karbonát és egyéb járulékos Mg- és/vagy Ca-gazdag ásványok finom mátrixában helyezkednek el. Mind a makro-, mind a megakristályok legalább részben xenokristályok, vagy véletlenszerű kristályos összetevők, amelyek a felszálló kimberlit magma által átmetszett országos kőzetek (lényegében mélyen fekvő köpenyperidotitok és eklogitok) bomlásából származnak.

♦ II. csoportba tartozó kimberlitek (orangeitek): Eredetileg micaceous vagy lamprophyric kimberliteknek nevezték, ultrapotaszikus (K/Na > 3), peralkalikus (/Al > 1), illóanyagokban (dominánsan H2O) gazdag kőzetek, amelyeket a flogopit és az olivin makrokristályos jelenléte jellemez, flogopitból, olivinből és diopszidból álló alaptömegben, amely általában titáni aegirinre, spinellre, az Mg-tartalmú kromittól a Ti-tartalmú magnetitig terjedő összetételű spinellre, perovszkitra és más ásványokra zónázik. Ezek ásványtani rokonsága nagyobb a lamproitokkal, mint az I. csoportba tartozó kimberlitekkel.

Kimberlitek eloszlása a világon

A kimberlitek a világ összes kontinensén megtalálhatók (4. ábra). A kimberlitek világméretű elterjedési mintázatai alapján Clifford (1966), megállapította, hogy a gazdaságilag hasznosítható kimberlitek elsősorban a prekambriumi krátereken fordulnak elő, különösen az archeális korú (kb. 2,5 Ga-nál idősebb) krátereken. Ez a megfigyelés később Clifford-szabályként vált ismertté. Az 1,6 Ga-nál fiatalabb kéregterrénekben nem ismert egyetlen elsődleges gyémántlelőhely sem. Ez a sajátos összefüggés kapcsolatot sugall a gyémántok jelenléte és a szubkontinentális litoszféra kora között, és a Clifford-szabályt sokáig értékes kiválasztási kritériumnak tekintették a gyémántfeltárási programok során. Itt érdemes megjegyezni, hogy a gyémánttartalmú kimberlitek általában fiatalok annak a litoszférának a korához képest, amelybe behatoltak. Sok (köztük a legtöbb dél-afrikai példa) kréta korú, sok más paleozoikumból származik (mint a szibériai Sakha Köztársaságban), de a teljes sor a proterozoikumtól a neogénig terjed (mint például néhány 22 Ma-os példa Nyugat-Ausztráliában).

4. ábra: A kimberlitek világméretű eloszlása.

Kimberlitek kitelepülési modelljei

A kimberlitcsövek kitelepülésének különböző modelljeit javasolták az évek során. Ezek közé tartoznak a következők: 1) A robbanásos-fúrásos elmélet, 2) A fluidizációs elmélet, 3) A hidrovulkanikus elmélet és 4) Az embrionális csőelmélet.
Robbanásos-vulkanikus elmélet
A kimberlit vulkanikus jellegét hamar felismerték (Lewis 1887, Bonney 1899), és a Geikie (1902) által a hasonló skóciai diatermák keletkezésének magyarázatára előadott elképzelések hatására azt javasolták, hogy a kimberliteket robbanásos-fúrással helyezték be (Wagner 1914). A kimberlit diatremákat így akár 2 km mélységből robbanásszerűen kitörő vulkáni nyílásoknak tekintették. Úgy vélték, hogy a kitörés a magmás eredetű, erősen sűrített gőzök és gázok heves robbanásszerű felszabadulásából származik. Azt a szintet, ahol ez történt, ma a feeder dike-ból a diatrémbe való átmenet jelöli.

A kimberlit magmát a mély köpenyből repedések és hasadékok mentén felszállónak tekintik. Úgy gondolják, hogy a magma nem tartalmaz elegendő illóanyagot a közvetlen robbanásszerű kitöréshez, ezért emelkedése megáll, amikor elér egy vízhatlan szintet. Az összegyűlés viszonylag kis mélységben magmakamrákat hoz létre, amelyeket köztes kamráknak nevezünk. A kristályosodás ezekben a kamrákban illékony anyagok felhalmozódását eredményezi. Végül elegendő nyomás keletkezik ahhoz, hogy a tető felhúzódását és törését okozza. Ezután következik a kimberlit robbanásszerű kitörése és ezzel párhuzamosan a járat felszakadása, amíg a túlnyomás le nem csökken. A folyamat ismétlődése magyarázhatja a többszörös intrúziót egyetlen nyílásnál, vagy a szorosan egymás mellett elhelyezkedő diatermák előfordulását, ha a tető törése a magmakamra felett kissé eltérő pontokon következik be.
A kiterjedt bányászat során világossá vált, hogy ez az elmélet, tarthatatlan. A fő érvek a hipotézis ellen, akár eredeti formájában (Wagner 1914), akár módosított formában a következők:
1) Nincs bizonyíték az erőszakos behatolásra, hiányzik a felfelé irányuló koncentrikus törés; 2) nincsenek robbanásközpontok a mélyben, sem a diatremák alján, sem a gyökérzónákban; 3) a mélybányászat sem tárt fel köztes kamrákat; 4) a robbanás-fúrás nincs összhangban a breccsáknak a vezetékek belsejére való korlátozásával, amelyek közül néhány soha nem jutott a felszínre. 5) A xenolitok zonális elrendeződése; a xenolitok süllyedése; és a mega-xenolit-összetételben a korábban meglévő országos kőzetrétegek megőrzése nem áll összhangban a robbanásos járatok kitisztításával; 6) a diatréma belsejébe olyan országos kőzetek vetületei találhatók, amelyek nem élhették túl a robbanásos tevékenységet.
Fluidizációs elmélet
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) volt a kimberlit diatremák fluidizált elméletének legfőbb szószólója. Szerinte a zárványok eloszlása, lekerekítése és csíkozódása, a különböző mélységekből származó xenolitok egymás melletti elhelyezkedése, a vidéki kőzettömbök körülvétele és részleges leválása, a felbukkanás hiánya és a termikus metamorf hatások hiánya csak ezzel a folyamattal magyarázható. Dawson tehát egy gázzal feltöltött kimberlit magmát képzel el, amely a felső köpenyből egy törésrendszeren keresztül emelkedik fel. A kéreg megfelelő gyenge pontjain 2-3 km mélységből történik az áttörés a felszínre. A magmás gázok (túlnyomórészt CO2) adiabatikus tágulása következik be, és a robbanónyílás megnagyobbodik, és fluidizált töredékes kimberlit tölti ki, amely homokfúvásszerűen fúródik felfelé, és követi a nagyobb csőrendszereket. Néhány diatremában a későbbi gázkiáramlások jellegzetes tufaoszlopokat helyeznek el, míg a nyílásban lévő üregeket kitöltheti a magma, amely masszív kimberlitként konszolidálódik, vagy kimberlit breccsát alkotó klasztokat foglal magába.

A fluidizáció általi diatremaképződést nem minden vulkanológus fogadta el, és különösen azok utasították el, akik szerint a diatremák hidrovulkáni folyamatok révén alakulnak ki. A fluidizáció ellen felhozott fő érvek a következők:
Nagyon valószínűtlen, hogy a kéreg mélyén lassan hűlő magmákból nagy gőznyomás és nagy mennyiségű gáz oldódjon ki. Gyors hólyagosodás csak sekély mélységben fordulhat elő, ráadásul ezek az intrúziók olyan kis térfogatúak, hogy kétséges, hogy elegendő mennyiségű illóanyagot tudnának-e termelni egy 2 km hosszú fluidizált réteg fenntartásához. Nem tisztázott, hogy a gázfázis miért oldódik ki egyszerre, és miért bontja piroklasztokká a magmát, vagy hogy más kimberlit-tömegek miért nem oldják ki ugyanilyen módon a gázokat. A diatrém fáciesű kimberlitek autolitikus klasztjai nem hólyagosak vagy szilánkszerűek; általában szögletesek és töredezettek, és nem mutatják a gáz-tufa áramlásban való részvétel következményeként elvárt kopás jeleit. A xenolit klasztok többsége szögletes, és ezért nem voltak kitéve hosszabb ideig tartó aggregatív buborékos fluidizációnak. A xenolitok bizonyos horizontokban való koncentrációja és a mega-xenolit együttesben a durva rétegsor megőrzése nem áll összhangban a hosszú ideig tartó buborékos fluidizációval. A xenolitok jelenléte nem összeegyeztethető a cső nagy sebességű gáz-tufa áramlással történő eróziós kiszélesedésének szükséges korábbi időszakával.
Összefoglalva, bár a fluidizációs hipotézist széles körben elfogadták a diatrémek keletkezésének mechanizmusaként, nem játszik jelentős szerepet a kimberlit diatrémek kialakulásában.
Hidrovulkanizmus elmélet
A hidrovulkanizmus olyan vulkanikus jelenségekre utal, amelyek a magma vagy a magmás hő és egy külső vízforrás, például egy felszíni test vagy víztartó réteg kölcsönhatásából keletkeznek. Ennek az elméletnek a fő képviselője Lorenz (1999). Lorenz azt javasolja, hogy a diatermák és a maárok hidraulikailag aktív, gyenge szerkezeti zónákban, például töréseken vagy vonalakon alakulnak ki. A dike formájában felemelkedő magma belép a törésbe, és érintkezik a keringő talajvízzel; a keletkező hidrovulkáni robbanás feldarabolja és lehűti a magmát, és breccsifikálja az ország kőzetét. A hidroklasztikus törmelék a maar-t körülvevő tufagyűrűként is kilökődhet. A folyamatos aktivitás a hasadék további falikőzet-brekeszesedéssel és a falikőzet és a víz és a magma kölcsönhatásakor kialakuló robbanáskamra közötti nyomáskülönbség következtében a kőzetnek a hasadékba történő bepattogzásával a hasadék megnagyobbodását eredményezi.

Lorenz diatremek kialakulásának hipotézise annyiban vonzó, hogy a kimberlitikus diatremek következő jellemzőit magyarázza: A diatremák (és a maárok) általában egyértelműen lineáris vonásokhoz kapcsolódnak. Sok kimberlit diatrema alsó szintjén látható, hogy gátak és törések metszéspontjában helyezkedik el. Úgy tűnik, hogy a tápláló gócok már létező törésrendszerekbe emelkedtek. Mindezek a gyenge zónák hidraulikailag aktívak lehetnek. A diatremák általában nagy porozitású és áteresztő képességű üledékes és vulkanikus kőzetek vastag szekvenciáiban alakulnak ki. A diatremák ritkábban fordulnak elő alacsony áteresztőképességű kőzetekben, például gránit gneiszekben. A kimberlit diatermák csoportosan fordulnak elő. A modem maárok és a harmadidőszaki diatermák szintén csoportosan fordulnak elő, és szoros földrajzi kapcsolatuk nyilvánvalóan a helyi hidrológiai rendszerrel függ össze. A mega-xenolitokat (lebegő zátonyok) a földrengés és/vagy süllyedés következtében kialakult jelenségekként értelmezik. Az epiklasztikus kimberlit& előfordulása arra utal, hogy a diatréma feletti kráter időnként vízzel volt feltöltve. E kimberlitek tömbjeinek jelenléte a diatrém mélyén azt jelzi, hogy a kráter tavát későbbi kitörések zavarhatták meg. A lefolyás nyilvánvalóan elősegíti a hidrovulkáni kitöréseket az alatta lévő diatrémben.
Embryonikus csövek elmélete
A kimberlitcsövek összetettségét felismerve Clement (1979, 1982) úgy véli, hogy nem egyetlen folyamat magyarázza a változatos geológiai és petrográfiai jellemzőiket. Az ő modelljében a gyökérzónákat embrionális csövekként értelmezi, amelyeket a felszínre törés utáni fluidizáció diatermákká módosít.
E szerint az elmélet szerint a mélyből feltörő kimberlit magmacsövek a nyomáscsökkenés következtében felszabaduló CO2 exolválódásának köszönhetően egy prekurzor illékony fázist fejlesztenek ki. Ez az illékony fázis, mivel nagy nyomás alatt van, behatol az intrúzió feletti és peremén lévő fali kőzetekben lévő törésekbe és hézagokba. Az érintkezési breccsás előrehaladó frontját magma követi, amely behatol a breccsákba és a jelenlévő hézagokba vagy törésekbe. Az intrúziós breccsák kialakulnak, és a fali kőzetek beékelődnek a csatornába. Az előrehaladó magma útját a már meglévő struktúrák irányítják. A hasadékkitöltésről a gyökérzóna kialakulására való áttérés oka lehet a növekvő illékony exolúció, ahogy a nyomás csökken a felemelkedés során, a dike metszéspontja egy olyan hasadékkal, amelyet ki lehet használni, vagy amely talajvizet tartalmaz.

Ez a folyamat az elképzelések szerint addig folytatódik, amíg a magma el nem éri azt a szintet, ahol robbanásszerű áttörés lehetséges a felszínre. Clement (1979, 1982) úgy véli, hogy ez 300-400 m magasságban következik be, és a talajvíz-magma kölcsönhatások elősegíthetik. Az áttörés és a nyomás felszabadulása következtében a gyökérzónában lévő magma a feltételezések szerint gyorsan gázmentesül, és gőz-folyadék-szilárd fluidizált rendszert alkot.
A gőzeloldódás felszíne a tágulás és a további nyomásfelszabadulás következményeként vélhetően gyorsan lefelé vándorol (5. ábra). A fluidizáció ezen időszaka alatt a már meglévő gyökérzónás hipabyssal kimberlitek, a magas szintű kontakt breccsák és a gáztalanító magma alaposan összekeverednek. A vidéki kőzetklasztok lekerekítésének hiánya arra utal, hogy a fluidizált rendszer csak rövid ideig létezett. Az egész folyamat megismétlődése olyan diatremákat hoz létre, amelyek a diatremás fáciesű kimberlitek több különböző fajtáját és nagyon összetett gyökérzónákat tartalmaznak.

5. ábra: Embriószerű csőfejlődés. A kontakt breccsia frontja piros színnel. Mitchell, R. H. (1991) alapján módosítva.

6. ábra: Egy diatrem fejlődésének szakaszai Clement (1982) elképzelése szerint. Az embrionális csőfejlődés időszakát vagy fluidizáció (A) vagy hidrovulkanizmus (B) követi. Mitchell, R. H. (1991) alapján módosítva.

A kimberlitcsövek összetett szerkezete arra utal, hogy kialakulásukért nem egyetlen folyamat felelős. A csövek kialakulását a felszín alatti kéregképződési folyamatok indítják el, amelyek egy összetett gyökérzóna kialakulásához vezetnek egy tápláló góc felett. A felszíni áttörés nem robbanás-fúrás eredménye, hanem a gyökérzóna-komplexum fokozatos felemelkedése olyan szintekre, ahol hidrovulkáni robbanás általi kráterképződés következhet be. A diatermák másodlagos struktúráknak tűnnek, amelyek az alatta lévő gyökérzóna vagy embrionális cső utólagos módosításával, fluidizációval vagy lefelé vándorló hidrovulkanizmussal jönnek létre.

Petrogenezis

A kiterjedt kutatások ellenére a kimberlitek eredete továbbra is ellentmondásos, különösen a forrásvidék jellegét és mélységét illetően. A kimberlitek jellemzően mafikus és ultramafikus xenolitok együtteséhez kapcsolódnak, amelyek ásványtanilag a felső köpenyben való eredetre utalnak. Az ilyen xenolitok a kimberlit magma által a litoszférán keresztül történő gyors felemelkedése során levált csatornafal kőzetdarabjai, és hasznos támpontokat adnak arra vonatkozóan, hogy hol és milyen körülmények között képződött a kimberlit olvadék. A kimberlit magmák feltehetően a köpeny mélyén lévő részleges olvadás révén keletkeztek.

A kimberlitek, akárcsak a karbonatitok, ritkák, de szinte minden kontinensen megtalálhatóak, és egyben a kéreg és a köpeny mélyéről származó különféle xenolitok fő szállítói. Fontos, hogy ezek a kimberlitek által felszínre hozott köpenyxenolitok jelentik az elsődleges információforrást a köpenyben, sőt még inkább a kontinentális köpenyben zajló fszikokémiai folyamatok természetéről (Pearson et al., 2004). A kimberlitek a szilícium-dioxiddal telítetlen kőzetek spektrumának részét képezik, amelyek összetételükben széles skálán mozognak, és olyan kőzettípusokat foglalnak magukban, mint a melilititek, a lamprofirák és a nefelinitek (7. ábra). A kimberlitek petrogenezise azonban ellentmondásos, és nézeteltérések vannak a forrásvidék természetével és mélységével, azzal kapcsolatban, hogy elsődleges eredetűek-e, valamint az olvadás okával (pl. plume vs. illékony fluxus) kapcsolatban (Keshavet al., 2005).
A kimberlitek genezisével kapcsolatban régóta három általános hipotézistípust tartanak számon:
1 . A kimberlitek egy H2O-ban gazdag ankerites magma és egy gránitos alsó kéreg mechanikai keveréke (Dawson, 1967).
2. A kimberlitek közvetlenül egy mafikus vagy ultramafikus köpeny nagy nyomáson történő részleges olvadásából keletkeznek (Wagner, 1929; Holmes, 1936).
3. A kimberlitek egy mafikus magma (proto-kimberlit) nagy nyomáson történő differenciálódásával, folyamatos frakcionált kristályosodással jönnek létre (Williams, 1932; O’Hara, 1968).
A kimberliteknek a xenolitok meghatározott szvitjeivel való geológiai társulása és a kísérleti adatokkal való összehasonlítás alátámasztja az utóbbi hipotézist (3. sz.), amelyet korábban több más szerző is javasolt (MacGregor, 1970). A kezdeti olvadék vagy proto-kimberlit (Kamenetsky et al. 2008) feltételezhetően egy klorid-karbonátban gazdag, nagyon alacsony SiO2-tartalmú folyadék. A felszín felé vezető útja során az összetétele egyre inkább a kimberlit magmáéhoz válik hasonlóvá, ahogy kölcsönhatásba lép a köpenyfali kőzetekkel: az olivin és más köpenyásványok asszimilációja növeli a fluidum szilícium-dioxid-tartalmát, a kimberlitre jellemző alacsony SiO2-tartalmú, magas MgO-tartalmú összetétel felé terelve azt. A kimberlit magmatizmus petrológiájában és geokémiájában elért jelentős előrelépések ellenére azonban a kimberlit olvadék összetételének meghatározása mind a hypabyssal fáciesben, mind a köpenyben továbbra is vita tárgyát képezi (Kamenetsky et al., 2009;Russell et al.2012;Sparks et al. 2009; Pesikov et al.,2015).

7. ábra: Egy archeai kráter sematikus keresztmetszete, egy kihalt mobil övvel (amely egykor szubdukcióhoz kapcsolódott) és egy fiatal hasadékkal. Az alacsony kratonális geotermia miatt a középső részen a grafit-diamant átmenet emelkedik. A litoszférikus gyémánt ezért csak a mély krátergyökér peridotitjaiban és eklogitjaiban fordul elő, ahol a felszálló magmák (többnyire kimberlit K) beépítik őket. A litoszférikus orangitok (O) és egyes lamproitok (L) is felvehetik a gyémántot. A melilititek (M) az asztenoszféra kiterjedtebb részleges olvadásából keletkeznek; az elkülönülés mélységétől függően tartalmazhatnak gyémántokat. A nefelinitek (N) és a hozzájuk kapcsolódó karbonatitok a riftterületeken sekély mélységben, kiterjedt részleges olvadásból keletkeznek, és nem tartalmaznak gyémántokat. Mitchel 2005-ből.

Diamant és kimberlitek

A kimberlitek az elsődleges gyémántok legfontosabb forrásai. Számos kimberlit csőből gazdag alluviális vagy eluviális gyémántplacer lelőhelyek is származnak. A világon eddig mintegy 6400 kimberlit csövet fedeztek fel, ezek közül mintegy 900-at minősítettek gyémánttartalmúnak, és ezek közül alig több mint 30 volt elég gazdaságos a gyémántbányászathoz.
Bár a gyémántkristályok megtalálhatók a kimberlitben és a rokon kőzetekben, a gyémánt eredete (7. ábra) szorosabban kapcsolódik a peridotit és az eklogit töredékeihez, amelyek a felső köpenyből származnak, a kratonikus (pajzs) területek alól. A gyémántok kialakulásához rendkívül magas nyomásra és hőmérsékletre van szükség, ami csak a földnek ezekben a mélyrétegeiben fordul elő. Itt alakul ki a vörös pirogránátból és zöld klinopiroxénből álló kőzet, az eklogit; a gyémántkristályok a gránát- és piroxénkristályok mellett alakulnak ki. A gránátból, olivinből és ortopiroxénből álló peridotittöredékek (xenolitok) szintén tartalmaznak gyémántot, és hasonlóan a felső köpenyből származnak. Ezek a töredékek azonban a kiemelkedési folyamat során általában szétesnek, ami az olivin, piroxén és gyémánt szétesett ásványait (xenokristályokat) tartalmazó mátrixot eredményez.
Bár a gyémántkristályok a felső köpenyben, a krátai területek alatt alakulnak ki, csak ilyen magas nyomáson és hőmérsékleten maradhatnak stabilak. A köpenyxenolitok és gyémántkristályok, amelyek a kimberlit magmás fluidumban gyorsan a felszínre kerülnek, képesek a felszín közelében elfojtott vagy metastabil állapotban fennmaradni. Ha a kimberlit intrúziója késik a felszínre emelkedés során, vagy az alsó kéregben reked, a gyémántkristályok nem lesznek stabilak a P-T környezetben, és grafittá alakulnak vissza.
A pajzsterületek vagy kráterek alatt a gyémántkristályok a kontinentális kéreg alatti szubkráterikus kielhez kapcsolódó alacsony geotermikus gradiens miatt kisebb mélységben is stabilak maradhatnak (7. ábra) . Ezt a P-T környezetet gyémánttároló területnek nevezik (Kirkley, M. B. et. al., 1991). A kieli terület optimális forrás a gyémántok számára, mivel a kráter alatti törések nagyobb valószínűséggel csapolják meg ezt a területet, és a felszín számára hozzáférhetőek maradnak.

Karbonátokban gazdag Peuyuk kimberlit a kanadai Somerset-szigetről. Andrea Giuliani-tól.

Kimberlit a dél-afrikai Kimberley-től északra fekvő Bellsbankból. James St. Johntól.

Kimberlit a Dél-Afrika északkeleti részén, Cullinanban található Premier Kimberlit Pipe-ból. James St. Johnból.

Hypabyssal kimberlit. Redditről.

Hypabyssal facies kimberlit, Masontown, Pennsylvania. Ezt a kimberlitgátat fekete pala zárja körül. A Wyoming Diamond and Gemstone Province-ból.

Diatrikus fáciesű kimberlit breccsa Lake Ellenből, UP, Michigan. A Wyoming Diamond and Gemstone Province-ból.

Tufás, kráterfáciesű kimberlit az Iron Mountain körzetből. A Wyoming Diamond and Gemstone Province-ból.

Nagy törésű krómdiopszid (krómdiopszid drágakő) megakristály a coloradói Sloan kimberlitben. A wyomingi gyémánt és drágakő tartományból.

Diamant kimberlitben. Bultfontein bánya, Kimberley, Baard körzet. Az e-rocks-tól.

Diamant kimberlitben. Bultfontein bánya, Kimberley, Baard körzet. E-rocks.

Diamant (6,51 mm) kimberlitben. Bultfontein bánya, Kimberley, Baard körzet. A Geológia a befektetők számára.

Gyémánt (6,51 mm) kimberlitben. Bultfontein bánya, Kimberley, Baard körzet. From Geology for investors.

Bibliográfia

– Brown, R. J., Manya, S., Buisman, I., Fontana, G., Field, M., Mac Niocaill, C., & Stuart, F. M. (2012). Kimberlit magmák kitörése: a Földön ismert legfiatalabb kimberlit vulkánok fizikai vulkanológiája, geomorfológiája és kora (a felső pleisztocén/holocén Igwisi Hills vulkánok, Tanzánia). Bulletin of vulkanology, 74(7), 1621-1643.